Análisis de los métodos de cálculo de la conductividad hidráulica

Estudios de la Zona No Saturada del Suelo. Eds. R. Muñoz-Carpena, A. Ritter, C. Tascón. ICIA: Tenerife. 1999
ISBN 84-699-1258-5
Análisis de los métodos de cálculo de la conductividad hidráulica saturada de campo medida con
permeámetro Guelph
J. Dafonte Dafonte1, M.Valcárcel Armesto1, X.X. Neira Seijo1 y A. Paz González2
1.
2.
Dpto. Enxeñería Agroforestal. Escola Politécnica Superior. Universidad. Santiago de Compostela. Campus
Universitario. 27002 Lugo. e-mail:[email protected] , [email protected], [email protected]
Facultad de Ciencias. Universidade de A Coruña. Campus da Zapateira. 15071 A Coruña. [email protected].
RESUMEN. Se realizaron 101 medidas con permeámetro
Guelph en una cuenca situada en Lugo de 19.75 ha, a dos
cargas hidráulicas 5 y 10 cm, sobre diferentes tipos de usos.
pradera, terreno labrado, forestal y matorral, a una
profundidad de 15 cm. Generalmente se emplea la solución de
Richards, para el cálculo de la conductividad hidráulica
saturada de campo (Kfs), con el inconveniente de que se
obtienen muchos valores no válidos, por lo cual otras
opciones son utilizar el procedimiento de Laplace que
desprecia la componente capilar dela infiltración, el análisis
de Elrick que propone unos valores estimados del parámetro
α que relaciona la conductividad hidráulica saturada de
campo con el potencial de flujo mátrico, y la última opción
sería utilizar el método propuesto por Vieira, que relaciona la
conductividad hidráulica saturada de campo calculada con el
método de Laplace con la calculada utilizando el método de
Richards. Los valores calculados de Kfs con la aproximación
de Richards producen gran cantidad de resultados erróneos
(67.3 %), con el método de Laplace se obtienen los mayores
valores, la aproximación de Vieira da unos valores razonables
igual que los obtenidos con la aproximación de Elrick, siendo
esta última poco sensible a los errores de elección del valor de
α, estando la precisión dentro del ±50%. Estos niveles de
precisión son aceptables para un método de campo.
1.- Teoría del cálculo de la conductividad hidráulica
saturada de campo con el permeámetro Guelph.
El permeámetro Guelph (Reynolds y Elrick 1985, 1986), se
utiliza para la medida en el campo en zona insaturada de la
conductividad hidráulica saturada de campo (Kfs) y el
potencial de flujo mátrico (φm), hasta una profundidad de 2 m.
Este método mide el flujo de recarga necesario para mantener
una profundidad constante de agua en un pozo cilíndrico
realizado por encima del nivel freático. Utilizando el principio
de Mariotte para establecer y mantener el nivel de agua y
medir la recarga correspondiente.
El proceso de infiltración en un suelo no saturado es un
proceso tridimensional que debería alcanzar el flujo
permanente rápidamente y dentro de la región húmeda
(Philip, 1969). En el permeámetro de carga constante el flujo
hacia el exterior del pozo se asume que es permanente y el
suelo que lo rodea uniforme, isotrópico , saturado y poroso
(Xiang, 1994)
La recarga de flujo permanente desde un pozo cilíndrico,
situado en un suelo uniforme e insaturado, se puede
representar como (Reynolds y Elrick 1985, Reynolds et al.
1985)
Qs =
ABSTRACT. 101 measurements at 15 cm were done with a
Guelph permeameter in a 19.75 ha catchment located in Lugo,
using two constant head levels (5 and 10 cm) under differents
land uses: grassland, cropland, forest and scrubland. Richards’
method is generally used to calculate the field saturated
hydraulic conductivity (Kfs), but invalid (negative) values are
obtained in some cases. Other methods were evaluated:
Laplace aproximation which rejects the capillary componet of
the infiltration; Elrick method which uses estimated values of
α, which is the ratio between Kfs and matric flux potential
(φm), and the last one; and Vieira analysis which uses the data
pairs of Kfs calculated by Richards’ and Laplace’s methods to
produce an accurate regression curve. The values of Kfs
calculated with Richards analysis produced a high percentage
of invalid values (67.3 %). The values obtained with Laplace
method were the highest ones. The Vieira’s and Elrick’s
analysis had reasonable values, the last method isn’t very
sensitive to α choice, its accuracy is whitin ±50%. These
levels of accuray area acceptable for a field method.
2πH 2
2πH
φm
K fs + πa 2 K fs +
C
C
(1)
donde Qs(m3s-1) es el flujo de recarga permanente, H (m) es la
carga hidráulica en el pozo, Kfs (ms-1) es la conductividad
hidráulica saturada de campo, φm(m²s-1) es el potencial de
flujo mátrico, a(m) es el radio del pozo y C es un factor
adimensional que depende de la relación H/a.
El primer término de la Ecuacion 1 describe los efectos de
la carga hidráulica en la zona saturada, el segundo los efectos
de la gravedad, y el tercero la zona no saturada, resumiendo
los dos primeros términos de la Ecuacion 1, representarían la
componente saturada del flujo fuera del pozo y el tercer
término se referiría a la componente insaturada o “capilar” del
flujo.
La componente saturada del flujo crece en importancia
relativa al incrementarse el radio del pozo (a), al aumentar la
carga hidráulica en el pozo (H), al hacerse más grosera la
textura del suelo y también al incrementarse la humedad
inicial del suelo.
5
Dafonte Dafonte, et al.: Métodos de cálculo de conductividad hidráulica saturada de campo.
6
Normalmente la Kfs es menor que la conductividad
hidráulica saturada medida en laboratorio debido a que
existen burbujas de aire atrapadas, las cuales quedan atrapadas
en el suelo cuando se satura debido al proceso de infiltración,
resultando en un contenido en agua menor que bajo
condiciones totalmente saturadas. La Kfs medida es más
apropiada que la conductividad hidráulica saturada para la
simulación de los procesos de infiltración debido a que
representa más fielmente las condiciones de humectación en
el campo. Reynolds y Elrick (1985) encontraron que los
valores de Kfs son la media de las conductividades hidráulicas
saturadas horizontales y verticales de muestras de suelo
inalteradas. La conductividad hidráulica saturada de campo se
considera que tiene un valor aproximadamente la mitad de la
conductividad hidráulica saturada verdadera (Bouwer, 1986).
Otra variable calculada con este método es el potencial de
flujo mátrico φm, que se define como (Gardner 1958):
0
φ m = ∫ K ( ψ )d ψ
ψi
ψi ≤ ψ ≤ 0
(2)
donde ψ (m) es el potencial mátrico en la porosidad del suelo,
ψi(m) es el potencial mátrico inicial en el suelo que rodea al
pozo y K(ψ) es la relación entre conductividad hidráulica y
potencial mátrico.
La otra variable calculada es α, la cual tiene un valor
aproximado de Kfs/φm,, siendo α la que aparece en la relación
empírica K(ψ) dada por Gardner (1958).
K = K fs exp(αψ ) 0 < α < ∞ ψ ≤ 0
(3)
donde α es la pendiente de ln K vs. ψ, y es una medida de la
capacidad del suelo de absorber agua, su valor tiende a
incrementarse desde bajos valores en arenas (texturas gruesas)
a altos valores en arcillas (texturas finas).
Otro parámetro necesario para el cálculo de la
conductividad hidráulica saturada de campo es la C que es un
coeficiente adimensional dependiente del radio del pozo, de la
carga hidráulica y de la variación de φm en profundidad y con
la componente radial. Para poder calcularlo Reynolds y Elrick
(1987) desarrollaron tres familias de curvas para calcular este
factor en función de la relación H/a, estas tres familias son
“suelos arenosos”, “suelos francos y arcillosos estructurados”
y “suelos arcillosos desestructurados”, estas curvas parecen
compensar adecuadamente el despreciar en las ecuaciones las
interacciones gravedad capilaridad (Reynolds y Elrick, 1987).
En el análisis de Richards la correcta elección de C (a partir
de las tres familias de curvas) es menos crítico para el cálculo
de la Kfs. En suelos con textura gruesa, y/o estructurados (α
grande) y/o húmedos (φm pequeña), Kfs es más importante que
φm para describir el flujo (al dominar la componente saturada),
y el error en el cálculo de Kfs debido a una incorrecta elección
de C es pequeño (Reynolds y Elrick, 1987).
1.1.- Análisis de Richards (Kfs, φm).
Usa la Ecuacion 1, y resuelve el siguiente sistema
(2πH i 2 + Ci πa 2 )K fs + (2πH i )φ m ) = Ci Qi
i = 1,2,..., n
(4)
donde Qi es el flujo permanente correspondiente a la carga
hidráulica Hi, Ci es el valor correspondiente y n≥2. Esta
ecuación se obtiene midiendo los caudales de salida del
permeámetro (Qi) a distintas cargas hidráulicas (Hi) en un
pozo (sin permitir el drenaje entre las diferentes medidas), y
se resuelve entonces mediante ecuaciones simultáneas para n=
2, o por mínimos cuadrados de CQ vs. H (n≥2).
1.2.- Análisis de Laplace (Kfsl).
Este método proporciona una estimación de Kfs y consiste
en la resolución de la ecuación de Laplace para flujo
permanente (Reynolds et al. 1983, Reynolds y Elrick 1987,
Reynolds et al. 1992).
CQ s
(5)
KL =
(2πH 2 + Cπa 2 )
En este procedimiento de cálculo se desprecia la
componente capilar por lo que 0<Kfs≤KL.
1.3.- Análisis de Elrick.
Para evitar la aparición de valores negativos en el cálculo de
Kfs y φm utilizando el análisis de Richards, Elrick et al.(1989)
propusieron las siguientes ecuaciones
CQ s
K fs =

 2πH 
2
2

2πH + Cπa + 
(6)
 α * 

φm =
[(2πH
CQ s
2
+ Cπa 2 )α * +2πH
]
donde los valores de α* se obtienen por inclusión de nuestro
suelo dentro de una de las cuatro categorías de medios
porosos que aparecen en la Tabla 1, por lo cual sólo se
necesita una carga hidráulica para la obtención de Kfs y φm.
Tabla 1. Categorías de medios porosos usados para la estimación de α* en el
análisis del permeámetro de pozo de carga simple de Reynolds et al. (1989).
Valor de α*
Categoría medio poroso
(m-1)
- Materiales arcillosos poco estructurados, compactados.
1
- Suelos que tienen textura fina y desestructurados
4
-La mayor parte de los suelos estructurados desde arcillas,
12
pasando por francos; además incluyendo arenas finas y
gruesas desestructurados.
-Arenas gruesas y gravas, pueden además incluir algunos
36
suelos con gran estructura como con grandes grietas y
macroporos
1.4.- Análisis de Vieira.
Vieira et al. (1988) propusieron otra alternativa para el
cálculo de la conductividad hidráulica saturada de campo, la
utilización de la siguiente ecuación
Dafonte Dafonte, et al.: Métodos de cálculo de conductividad hidráulica saturada de campo.
K fs = βK L γ
(7)
donde β y γ son parámetros adimensionales empíricos
determinados por ajuste de mínimos cuadrados al gráfico de
los datos de lnKfs vs. lnKL. Los pares de datos se obtienen de
aquellas medidas donde el análisis de Richards fue realizado
satisfactoriamente.
7
agujero con una barrena “sizing-auger” y además terminar el
hoyo; 3º en el caso de que el suelo sea muy arcilloso o las
medidas se hayan hecho con contenido en humedad cercano a
capacidad de campo, se utiliza un pequeño cepillo para
eliminar la posible compactación que se haya producido al
realizar el hoyo; 4º medida de la tasa de descenso de agua en
el tubo hasta que se haya estabilizado con una carga hidráulica
de 5 cm. y 5º realizar la misma operación que en el paso 4º,
pero con una carga hidráulica de 10 cm.
2.- Material y métodos.
Se realizaron 101 medidas con un permeámetro Guelph
(Soil Moisture Equipment, Santa Barbara, California) en una
cuenca con una superficie de 19.75 ha, y una pendiente media
de 21.1 % situada en el término municipal de Taboada
(Lugo). Esta zona se caracteriza por un clima atlántico
continental, con temperatura media anual de 10-11 ºC, y una
precipitación media anual de 1100-1300 mm.
Las medidas fueron efectuadas entre mayo-septiembre de
1998, sobre diferentes usos del suelo, los diferentes usos del
suelo (los cuales pueden verse en la Figura 1) son pradera
temporal (compuesta principalmente de Lollium perenne,
Lollium multiflorum, Trifollium repens, Trifollium pratense,
Dactylis glomerata,…), suelo desnudo de cultivo y vegetación
natural (dentro de esta última clase están agrupadas las zonas
con especies forestales y de matorral como Pinus pinaster,
Quercus robur, Ulex europaeus, Genistella tridentata, Erica
arborea, Erica umbellata, Erica cinerea….). En la Tabla 2
pueden observarse el número de medidas realizadas sobre
cada una de estas clases y en la Figura 2 se encuentra la
disposición espacial de las medidas efectuadas, que formaba
una malla irregular debido a lo abrupto del terreno.
Con respecto al material geológico de partida, éstos son
esquistos micáceos grafíticos con niveles de ampelitas y
luditas del Precambrico Silúrico (IGME, 1982). Los grupos de
suelos predominantes de acuerdo con FAO-ISRIC (1994) son
Leptosoles en las zonas altas y de mayor pendiente, existiendo
en algunas zonas afloramientos rocosos y en las zonas de
vaguada Umbrisoles y Cambisoles, estos últimos con menor
presencia, también se aprecia la existencia de Gleysoles
causados por condiciones de hidromorfia temporal en la zona
más baja de la cuenca, siendo las texturas principales francas
o franco-limosas.
Tabla 2. Número de medidas efectuadas con el permeámetro Guelph en los
diferentes usos del suelo.
Uso
Pradera
Vegetación Natural
Cultivo
TOTAL
Nº Medidas
53
38
10
101
El procedimiento de medida efectuado fue el siguiente: 1º
realización de un hoyo de 15 cm de profundidad utilizando
una barrena “soil auger” de 6 cm de diámetro; 2º limpieza de
los posibles derrubios que hayan podido caer al fondo de
Fig. 1. Mapa de clases de usos de la cuenca, en formato raster.
Fig. 2. Localización de los puntos de medida con el permeámetro Guelph.
Se calculó la Kfs y φm utilizando el método de Richards
(Ecuacion 4) resolviendo simultáneamente las dos ecuaciones
para las cargas hidráulicas de 5 y 10 cm, considerando los
resultados válidos cuando las dos variables calculadas eran
positivas y además el α calculado se encontraba dentro del
siguiente rango 1 m-1≤α ≤100 m-1. (Reynolds et al., 1992).
Posteriormente se calculó KL y Kfs, utilizando
respectivamente las aproximaciones de Laplace y de Elrick,
con los datos medidos con 10 cm de altura de agua, y los
Dafonte Dafonte, et al.: Métodos de cálculo de conductividad hidráulica saturada de campo.
8
coeficientes β y γ del método de Vieira, para calcular la Kfs, a
partir de los valores calculados de KL.
3.- Resultados y discusión.
cargas hidráulicas de 3 y 5 cm y Vieira (comunicación
personal) 3 y 6 cm.
Otro valor de interés calculado con este tipo de análisis fue
el valor de α, cuyo valor es interesante para compararlo con el
valor de α* que se utilizará con el análisis de Elrick, el cual se
muestra en la Tabla 5
3.1.- Análisis de Richards.
Tabla 3. Resumen del análisis de las medidas mediante la aproximación de
Richards
Vegetación
Cultivo
TOTAL
Pradera
Natural
Correctos
21
12
0
33
Negativos
α
26
6
19
7
10
0
55
13
Siendo los resultados correctos aquellos en que los valores
de Kfs y φm son positivos y α se encuentra entre 1 – 100 m-1,
negativos aquellos en que Kfs y/o φm son negativos y α
cuando el valor de esta variable es menor que 1 m-1 o mayor
que 100 m-1. Los valores válidos son un 23 %, encontrándose
en la literatura revisada porcentajes de éxitos muy variables
desde 27 % (Vieira et. al, 1988), 53% de éxitos (Wilson et al.,
1989), hasta un 60% (Gupta et al., 1993), no apreciándose
grandes diferencias en el porcentaje de éxitos entre pradera y
vegetación natural, 39 y 32 % respectivamente. En cambio no
se obtuvo ningún resultado positivo con el análisis de
Richards sobre los datos de cultivo, lo cual se achacó a que al
realizarse las medidas con dos cargas hidráulicas de 5 y 10 cm
en un hoyo de 15 cm de profundidad, se midió la infiltración
en las capas de 10-15 cm y de 5-15 cm de profundidad
respectivamente, y debido a que el suelo de cultivo estaba
encostrado, al realizar la medida se produjeron grietas en los
primeros centímetros que provocaron gran diferencia de las
medidas de QS entre las dos cargas hidráulicas utilizadas. Para
la realización de las medidas se utilizaron las cargas de 5 y 10
cm recomendadas por en el manual de utilización del
permeámetro Guelph (Soil moisture equipment, 1991), pero
otros autores recomiendan utilizar cargas hidráulicas más
pequeñas para poder cumplir mejor la hipótesis de que el
suelo tiene un comportamiento uniforme e isotrópico, para
ello Wilson et al. (1989) recomienda la utilización de dos
Tabla 4. Valores de α (m-1) calculados para los diferentes usos.
media
mínima
máxima
Veg. Natural
12.24
1.76
90.00
Pradera
19.18
2.88
48.89
3.2.- Análisis de Elrick.
Para el análisis de Elrick, se usó en los cálculos un valor de
α* de 12 m-1 que aparece en la Tabla 1, correspondiente a
suelos francos. En cálculo de Kfs se utilizaron los descensos
medidos con la carga hidráulica mayor de 10 cm ya que según
Elrick et al. (1988) cuanto mayor es el valor de ésta menos
sensible es el valor de Kfs al error cometido en la elección de
α*.
Se analizaron la sensibilidad de los valores de Kfs a la
elección de diferentes valores de α* y los resultados se
presentan en la Tabla 5
Tabla 5. Precisión del análisis de Elrick.
K2/K1
K3/K1
K4/K1
Pradera
1.20
1.50
0.42
Vegetación natural
1.01
1.62
0.28
K1- Media aritmética de Kfs usando α* 12 m-1 para cada uso. K2- Media
aritmética de Kfs usando α media medida para cada uso. K3- Media aritmética
de Kfs usando el valor máximo de α para cada uso. K4- Media aritmética de
Kfs usando el valor mínimo de α para cada uso.
Se puede ver que la sensibilidad en el caso de utilizar los
valores medios medidos es muy baja, un 20% en el caso de la
pradera y un 1% en el caso de la vegetación natural, y aún
utilizando los valores extremos, la máxima sensibilidad se
produce en el caso de vegetación natural, ya que existe mayor
heterogeneidad.
50
45
40
35
Kfs Elrick (mm/h)
Se puede deducir de los cálculos efectuados, la gran
cantidad de valores negativos de Kfs y/o φm encontrados y de
valores de α calculados muy bajos o muy altos, al calcularlos
utilizando el procedimiento de Richards, estos datos se
muestran en la Tabla 4. La aparición de este gran número de
valores negativos puede deberse a distintos horizontes y
macroporosidad que pueden causar que el perfil de suelo sea
muy variable (Bosch y West, 1998), esto también es señalado
por otros autores (Vieira et al. 1988; Wilson et al., 1989), que
dicen que la heterogeneidad es causada por la medida en
diferentes capas, por la existencia grietas, canales de
lombríces y de raíces,…, que provocan estos valores no
válidos.
30
25
20
15
10
5
0
0
10
20
30
40
Kfs Richards(mm/h)
Fig. 3. Gráfico de Kfs Richards vs Kfs Elrick. La recta es la línea 1:1.
50
Dafonte Dafonte, et al.: Métodos de cálculo de conductividad hidráulica saturada de campo.
Se puede ver en la Figura 3, como los datos de Kfs
utilizando la aproximación de Richards y la aproximación de
Elrick difieren y no están sobre la línea 1:1, como sucedería
en el caso de que sus valores sean próximos, por lo observado
en la gráfica el análisis de Elrick tiende a sobrestimar los
datos en referencia al de Richards
3.3.- Aproximación de Vieira.
La relación entre Kfs y KL puede verse claramente en el
gráfico que relaciona ln(Kfs) y ln(KL) (Figura 4), donde se
puede apreciar que existe una clara correlación lineal entre
ellas. En la Tabla 6 se pueden ver los valores de los
coeficiente β y γ, junto con los coeficientes de correlación
tanto para cuando se consideran todos los datos en conjunto,
como cuando se analizan los dos grupos de datos (pradera y
vegetación natural) por separado. Analizando conjuntamente
la Tabla 6 y la Figura 4, se puede deducir que la mejora
resultante de trabajar separadamente con las dos clases de
datos es mínima, por lo que se decide trabajar sólo con una
única clase. Se puede decir que existe una tendencia común en
los datos medidos de Kfs vs KL independiente de la clase de
uso de suelo.
Tabla 6. Parámetros de la correlación de Vieira y coeficiente de correlación.
Todo
Pradera
Veg. Natural
0.9538
0.2239
0.8145
β
0.7506
1.1025
0.8379
γ
r
0.9815
0.9804
0.9841
3.4.- Análisis estadístico de los datos de Kfs.
En la Tabla 7, se presentan el resumen de los datos
estadísticos de la Kfs calculada por los diferentes métodos
descritos antes, además se realizó un test χ² para calcular el
nivel de significación del ajuste de los datos a una distribución
log-normal.
5
ln(Kfs) (mm/h)
4
3
2
1
Veg. Natural
Pradera
Recta Todo
Recta Veg. Natural
Recta Pradera
0
-1
-2
0
1
2
3
4
5
6
ln(KL) (mm/h)
Fig. 4. Gráfico de los datos medidos de ln(Kfs) vs. ln(KL), y las rectas de
regresión ajustadas.
9
Una vez realizada la prueba χ² se aceptan que los datos
tienen una distribución log-normal con los niveles de
significación que aparecen en la Tabla 7.
Tabla 7. Resumen de los parámetros estadísticos de Kfs calculada con
diferentes métodos.
Richards Kfs (mm/h)
Usos
N
M.G.
D. Est.
C.V.
Max.
Min. N. Sign.
Pradera
21
11.29
10.38 118.84 44.07
2.21
0.005
Vegetación
12
16.64
13.54 105.19 48.67
4.63
0.05
natural
Cultivo
Elrick Kfs (mm/h) (α* =12 m-1)
Pradera
53
15.58
20.50 195.75 122.45
0.84
0.005
Vegetación
38
21.14
11.93
64.93
57.11
3.09
0.025
natural
Cultivo
10
23.80
23.01 155.13 77.22
2.48
0.25
Laplace KL (mm/h)
Pradera
53
27.21
34.46 205.19 195.98
1.50
0.1
Vegetación
38
34.12
19.13
65.59
91.41
5.53
0.1
natural
Cultivo
10
42.56
41.14 155.13 138.06
4.43
0.75
Vieira Kfs (mm/h)
Pradera
53
10.43
8.88
108.10 50.12
1.29
0.25
Vegetación
38
13.14
5.46
45.19
28.27
3.44
0.75
natural
Cultivo
10
14.76
11.06
99.05
38.53
2.92
0.25
N- Número de medidas. M.G.- Media geométrica. D.Est.- Desviación
Estándar. C.V. (%)- Coeficiente de Variación. Max.-Máximo. Min- Mínimo.
N.Sign.- Nivel de Significación de la prueba χ²
Los mayores valores de Kfs son los calculados con la
aproximación de Laplace, lo cual concuerda con lo expuesto
en el punto 1.2., estando próximos los datos calculados con el
método de Richards y Vieira, lo cual es previsible desde que
los datos del método de Vieira se calculan a partir de una
ecuación de regresión a partir de los datos obtenidos con
Richards, y en un puesto intermedio, en cuanto a la media
geométrica obtenida, estaría el método de Elrick, usando un
α*= 12 m-1, señalando que estamos trabajando con muchos
más datos que en el caso de la Kfs calculada mediante
Richards. Señalar que se obtienen mayores valores medios en
las medidas sobre vegetación natural que sobre pradera
concordando con lo esperado desde que en la pradera existe
mayor compactación y por lo tanto habrá menor infiltración
que en los suelos con vegetación natural.
Con referencia a los valores del coeficiente de variación
calculados por otros autores en medidas de Kfs con
permeámetro Guelph son muy variables, 29 y 19% a 0.95 y a
1.20 m de profundidad respectivamente en suelos forestales
(Wilson et al., 1989), 32-26% en suelos arenosos a 25 cm de
profundidad (Bosch y West, 1998), 60.73 % sobre cultivo de
máiz forrajero (Gupta et al., 1993), 93 % en pradera a 25 cm
de profundidad (Vieira et al., 1992). Todos estos resultados
han sido obtenidos en experiencias a pequeña escala siempre
inferior o próxima a 1 ha. En nuestra experiencia hemos
obtenido valores del coeficiente de variación mayores, debido
a que trabajamos con una superficie mayor (19.75 ha),
obteniéndose mayores valores del coeficiente de variación con
el método de Laplace en pradera 205.19 % y los menores con
el análisis de Vieira en vegetación natural con un valor de
10
Dafonte Dafonte, et al.: Métodos de cálculo de conductividad hidráulica saturada de campo.
45.19 %. Se observa que el coeficiente de variación presenta
valores inferiores en vegetación natural que en pradera y en
terreno cultivado, lo cual no es un resultado esperado ya que a
los suelos con vegetación natural se le supone mayor
heterogeneidad, pero corresponde también con los valores
bajos de coeficiente de variación encontrados con Wilson et
al. (1989) en suelos forestales.
4.- Conclusiones.
Se comprobó que la medida de la Kfs con el método del
permeámetro Guelph es una técnica sencilla y relativamente
rápida, teniendo cada medida una duración aproximada de 3040 minutos, cuando se utilizan dos cargas hidráulicas.
La aparición de gran número de datos negativos con el
análisis de Richards, puede indicarnos que no se cumplen las
hipótesis de homogeneidad, por lo cual se deberían utilizar
cargas hidráulicas más pequeñas, para solventar este problema
se han utilizado otros métodos como son: Laplace, Elrick y
Vieira. Como resumen de los datos analizados con estos
diferentes métodos de análisis, se extrae como resultado que
el análisis de Vieira tiende a producir valores medios más
bajos, pero próximos a los obtenidos con Richards, siendo
superiores las medias de Kfs obtenidas el método de Elrick,
utilizando α*= 12 m-1, siendo claramente superiores los
valores obtenidos con la aproximación de Laplace, debido a
que éste atribuye toda la infiltración a la componente saturada.
Como inconveniente que presenta la aproximación de Vieira,
se puede resaltar la necesidad de un cierto número de
resultados válidos calculados con el método de Richards, para
poder realizar la curva de correlación.
En el caso de tener que efectuar gran cantidad de medidas
puede ser recomendable utilizar el método de Elrick para el
cálculo de Kfs, por su menor tiempo de ejecución, lo cual nos
permitiría realizar mayor número de medidas para estudios de
variabilidad espacial. El método de Elrick, se ha visto que no
es excesivamente sensible a los errores cometidos en la
elección de α*.
Agradecimientos. Este trabajo fue llevado a cabo gracias a la financiación
recibida a través del proyecto de la CICYT HID96-1085-C02-02 y del
proyecto financiado por la Xunta de Galicia XUGA 10309B96
Referencias.
Bosch, D.D. y West, L.T. Hydraulic conductivity variability for two sandy
soils. Soil Sci. Soc. Am. J., 62: 90-98, 1998.
Bouwer, H. 1986. Intake rate: cylinder infiltrometer: field methods. In: A.
Klute (Ed.). Methods of soil analysis. Part 1-Physical and mineralogical
methods. ASA and SSSA publisher. Madison, WI.
Elrick, D.E.,. Reynolds, W.D. Y Tan, K.S. Hydraulic conductivity
measurements in the unsaturated zone using imporved well analyses.
Ground Water Monit. Rev. 9: 184-193, 1989.
Gardner, W.R.. Some steady-state solutions of the unsaturated moisture flow
equation with application to evaporation form a water table. Soil Sci. 85:
228-232, 1958.
Gupta, R.K., Rudra, R.P, Dickinson, W.T., Patni, N.K. y Wall., G.J.
Comparison of saturated hydraulic conductivity measured by various field
methods. Transactions of the ASAE., 36: 51-55, 1993.
Reynolds, W,D. y Elrick, D.E. Measurement of field-saturated hydraulic
conductivity, sorptivity and the conductivity-presure head relationship using
the “Guelph permeameter”. Proc. National Water Well Asociation
Conference on Characterization and Monitoring of the Vadose
(Unsaturated) Zone, Denver, CO, 1985.
Reynolds, W.D., Elrick, D.E y Clothier, B.E. The constant head well
permeameter: effect of unsaturated flow. Soil Sci. Soc. Am. J., 139: 173-180,
1985.
Reynolds, W,D. y Elrick, D.E. A method for simultaneous in situ
measurement in the vadose zone of field-saturated hydraulic conductivity,
sorptivity and the conductivity presure-head relationship. Ground Water
Monit. Rev., 6: 84-95, 1986.
Reynolds, W,D. y Elrick, D.E. A laboratory and numerical assessment of the
guelph permeameter method. Soil Sci. Soc. Am. J., 144: 292-299, 1987.
Reynolds, W.D., Vieira, S.R. y Topp, G.C. An assessment of the single-head
analysis for the constant head well permeameter. Can. J. Soil Sci., 72: 489501, 1992.
Soil Moisture Equipment Corp. 2800 K1 operating instructions. Soil moisture
equipment Corp. Santa Barbara, CA. 27 pp, 1991.
Vieira, S.R., W.D. Reynolds y G.C. Topp. Spatial variability of hydraulic
properties in a highly structured clay soil. Proc. Symp. Validation of Flow
and Transport Models for the Unsaturated Zone, Ruidoso, NM, 1988.
Wilson, G.V., Alfonsi, J.M. y. Jardine, P.M. Spatial variability of saturated
hydraulic conductivity of the subsoil of two forested watersheds. Soil Sci.
Soc. Am. J., 53: 679-685, 1989.
Xiang, J. Improvements in evaluating constant-head permeameter test data. J.
Hydrol, 162: 77-97, 1994.